Autores (por orden alfabético) y monitores del Geolodía Jaén 2013:Isabel Abad, Cristina Fernández, Ginés A. de Gea, Pilar Hernández, Juan Jiménez, Rosario Jiménez, José M. Molina, Luis M. Nieto, Pedro A. Ruiz-Ortiz y África Yebra

Coordinador y editor: Luis Miguel Nieto Albert

Guía de campo

¿Cómo se arrugan las rocas?Itinerario geológico por el valle del

río Cuadros (Sierra Mágina, Bedmar)

12 de mayo de 2013

ORGANIZAN:

Unidad de Cultura Científica y de la Innovación

Departamento de Geología

COORDINA: PATROCINA:

COLABORAN:

Facultad de Ciencias Experimentales

Jaén

CIENCIA EN EL MEDIO NATURAL-IV Plan de divulgación científica y de la innovación

Geolodía 13

En la provincia de Jaén se diferencian tres unidades geológicas principales (Fig. 1). Al norte afloran las rocas que forman los relieves de Sierra Morena, compuestos principalmente por cuarcitas, pizarras y granitos de edad Paleozoico y perteneciente a una cordillera montañosa formada entre hace 354 y 292 millones de años (Ma) llamada Cordillera Varisca o Hercínica (para las edades véase la tabla del Tiempo Geológico de la figura 2).

Figura 1.- Esquema geológico simplificado de la provincia de Jaén con la situación del

itinerario.

Entre la Cordillera Hercínica y las Zonas Externas Béticas se encuentra la Cuenca o Depresión del Guadalquivir (Fig. 1) formada por rocas sedimentarias mucho más modernas, de edad Neógeno y Cuaternario (desde 23,3 Ma hasta la actualidad; Fig. 2) formadas a partir de sedimentos marinos y continentales.

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Figura 2. Tabla simplificada del tiempo geológico. Ma: Millones de años.

Figura 3. Mapa geológico con la posición de los puntos de observación. Fm: formación. A-A´: situación del corte geológico de la figura 4.

ITINERARIO

El itinerario (Figs. 1, 3 y 4) discurre por el camino que va paralelo al río Cuadros (JV-3222) y se dirige hacia el sur, adentrándose en la sierra. Se han marcado cinco paradas que describiremos a continuación; no obstante,

entre paradas consecutivas se harán numerosas observaciones que ayudarán a entender la geología de la zona visitada.

La segunda gran unidad corresponde a las Zonas Externas de la Cordillera Bética. Está compuesta por rocas del Mesozoico (entre 251 y 65,5 Ma, Fig. 2) principalmente calizas, dolomías, calizas margosas y margas. La Cordillera Bética se extiende por el SE de la Península Ibérica y forma parte del conjunto de cordilleras alpinas que rodean el Mediterráneo tanto por el sur de Europa como por el norte de África. Esta cordillera se formó en el Cenozoico, desde hace unos 34 Ma hasta la actualidad (Fig. 2). Dentro de las Zonas Externas se distinguen dos grandes divisiones: el Prebético y el Subbético. En la parte más septentrional de esta última división, hay un conjunto de unidades, con características peculiares, que forman el Dominio Intermedio. La excursión que realizaremos consistirá en un corte geológico por la unidad del Dominio Intermedio que aflora en la parte septentrional de Sierra Mágina (Figs. 1 y 3).

Geolodía 13. Parada 1

Figura 4. Corte geológico orientado desde el N al S siguiendo el valle del río Cuadros. Ver situación en el mapa de la figura 3. Fm: formación.

observar, en la vertiente opuesta del barranco del río Cuadros, como la Ermita de la Virgen de Cuadros se dispone sobre materiales que dan un relieve suave, en la base de unos escarpes constituidos por materiales calizos, encima de los cuales se sitúa el torreón de Cuadros. El relieve formado por esos escarpes se debe a la resistencia a la erosión que tienen los materiales calizos y a su disposición, inclinados o buzantes hacia el norte. Ese contraste de relieve coincide con el contacto entre dos conjuntos de materiales diferentes, la alternancia de calizas margosas y margas del Cretácico inferior y las calcarenitas y brechas calcáreas del Jurásico Superior (Figs. 4, 5 y 6).

4 5

PARADA 1.- ¿Cómo se detectan los cambios de edad en Geología? De ritmitas a turbiditas y otros tipos de rocas

En la figura 5 se dibuja la columna estratigráfica correspondiente al itinerario que vamos a seguir. En este tipo de gráficos se representan los materiales que aparecen en una región ordenados desde más antiguo (abajo) hacia más moderno (arriba), de acuerdo con uno de los principios fundamentales de la Geología, denominado Principio de la Superposición. En una pr imera par te del i t inerar io , las observaciones se irán haciendo desde materiales más modernos hasta otros más antiguos. Una vez que alcancemos estos últimos, debido a la estructura que presentan los materiales (Fig. 4), volveremos a verlos, pero esta vez siguiendo el orden estratigráfico normal, de más antiguos a más modernos.

Al bajarnos del autobús, hemos comenzado el paseo por unos materiales relativamente blandos, muy cubiertos, donde hay olivos plantados. Siguiendo el camino, se llega a un punto donde podemos Figura 5. Columna estratigráfica. Fm:

formación. E.M.: Era de la Mesa.

Figura 6.- Detalle del contacto entre rocas del Cretácico Inferior y del Jurásico Superior. E: estratificación.

La ritmita de calizas margosas y margas posiblemente se generó como consecuencia de la alternancia de períodos de clima frío (sedimentación de margas) y otros de clima cálido (sedimentación de calizas margosas). Por otro lado, las calcarenitas y brechas calcáreas (ambos tipos de rocas se denominan turbiditas), tienen una edad Jurásico Superior. Se formaron como consecuencia de corrientes marinas que arrastraban sedimento en suspensión.

Las brechas y calcarenitas decimos que están redepositadas, porque se trata de sedimentos calcáreos, formados en la propia cuenca sedimentaria, en áreas de menor profundidad y transportados pendiente abajo (flechas amarillas de la figura 7) para volver a depositarse (re-depositarse) en áreas más profundas.

Geolodía 13. Parada 1

¿Qué es una turbidita?

El término turbidita deriva de “turbidez”. Decimos, por ejemplo, que el agua está turbia cuando tiene sedimentos o partículas en suspensión. Y de eso se trata, de corrientes submarinas que mueven sedimento, gran parte del mismo en suspensión, sobre el fondo marino. Estas corrientes suelen darse en las pendientes o taludes submarinos y transportan generalmente granos milimétricos, lo que llamamos tamaño arena, pero también tamaños mayores, gravas, para formar conglomerados y/o brechas que se depositan al pie del talud (ver figura 7). En función de las características mecánicas de los flujos (de las corrientes) se diferencian distintos tipos, y, consecuentemente, diferentes nombres para los depósitos resultantes, si bien es relativamente frecuente el uso del término turbidita para denominar a todo el conjunto de depósitos de este tipo.

Figura 7. Modelo de formación de las turbiditas del corte del río Cuadros. n.m.: nivel del mar. Fm: formación. EM: Era de la Mesa.

Figura 8. Fotografía de microscopio de una brecha calcárea. Se han resaltado los bordes de dos cantos.

Figura 9. Conglomerados de origen fluvial (terraza relacionada con la dinámica del río Cuadros). Sobre ellos aparece un canchal.

La similitud en la composición de los cantos de las brechas, dificulta la diferenciación de los mismos. A veces, sin embargo, se puede comprobar muy bien en

lámina delgada observada a l microscopio (ver figura 8), que en su composición hay partes diferentes, con límites netos pero irregulares entre e l l a s . L a s c a r a c t e r í s t i c a s sedimentológicas de estas zonas permiten comprobar que se han originado en ambientes sedimentarios muy diferentes. Se trata de los cantos de l a s b r echas , de t amaños centimétricos, con contactos entre ellos resaltados, a menudo, por la presencia de óxidos de hierro.

Conforme nos movemos hacia la siguiente parada, aparecen intercaladas entre las turbiditas unos niveles de calizas micríticas, es decir, de tamaño de grano tan fino que, incluso con el microscopio, es difícil de observar. Estas calizas se van haciendo más abundantes hacia el muro de la formación (Fig. 5). Desde un punto de vista genético, estas calizas representan los materiales autóctonos, es decir, los que se generaron y depositaron en el medio marino al que llegaron las turbiditas, que serían sedimentos alóctonos.

6 7

Antes de la siguiente parada, se pueden ver unos materiales compuestos por unos cantos de calizas de tamaño variable, más gruesos hacia abajo y más finos hacia arriba (a esto se le llama granoselección positiva), en general de formas redondeadas y embebidos en un material, denominado matriz, mucho más fino, con tamaño de partícula similar al de las arenas. A estos sedimentos se les llama conglomerados (Fig. 9); atendiendo a su origen, fueron el resultado de la actividad del río Cuadros, que los depositó y, debido a su actividad erosiva, se encajó en ellos, erosionándolos también. Por la morfología escalonada que presentan, se les denomina terrazas fluviales (Fig. 10).

?Materiales delJurásico

Terraza fluvial

Canchal

Paleorrelieve 1

Paleorrelieve 2

Sobre las terrazas fluviales aparecen otros materiales, esta vez compuestos por cantos calizos, angulosos, en contacto unos con otros y, por tanto, sin matriz. Estos materiales, que litológicamente se llaman brechas, se disponen sobre la vertiente de la montaña, dando unos cuerpos sedimentarios que se denominan canchales, derrubios de ladera o abanicos o conos de derrubios, pues adoptan en planta una forma de abanico o cono desplegado.

Geolodía 13. Parada 2

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Figura 10. Bloque diagrama que muestra la disposición escalonada de las terrazas fluviales. En este esquema la terraza fluvial 1 es la más antigua.

PARADA 2.- Las rocas que se formaron en una plataforma parecida a las Bahamas

Tras pasar por un tramo de itinerario donde las observaciones en relación con los materiales del Jurásico superior que componen la Formación Era de la Mesa (Figs. 3, 4 y 5) no son posibles debido al desarrollo de suelos y a procesos de deslizamientos de ladera, se llega a una zona donde de nuevo puede observarse un contraste entre la zona cubierta y unos estratos calizos que resaltan en el relieve y que nos indican que estamos ante un cambio en los medios de sedimentación y, posiblemente, también ante un cambio de edad geológica, pues a los materiales de la Fm

son partículas calcáreas de forma esférica que se forman en medios marinos someros, es decir, a poca profundidad (1-3 m), en ambientes con

Era de la Mesa se les asignó una edad correspondiente a la parte baja del Jurásico Superior y los que hay inmediatamente debajo de ellos se atribuyeron al Jurásico Medio (Figs. 2 y 5).

Cuando se mira con la lupa una muestra de las calizas del Jurásico Medio, que componen la Fm Jabalcuz (Fig. 5), se ve que presentan una textura, es decir, una apariencia a pequeña escala, constituida por unas “bolitas” de tamaño de grano parecido al de la arena. Si se hiciera una lámina delgada de estas rocas, es decir, se cortara la roca hasta darle un grosor de manera que fuera transparente a la luz blanca y se estudiara con el microscopio petrográfico, veríamos que esas “bolitas”, que se denominan oolitos (Fig. 11),

sedimentación calcárea como, por ejemplo, es actualmente el caso de las Bahamas. Las arenas calcáreas de estos ámbitos son de color blanco, como el carbonato cálcico, lo que contrasta con el color amarillento de las arenas silíceas de algunas de nuestras playas. Los oolitos muestran una estructura en capas concéntricas que se suele ver muy bien al microscopio (Fig. 11), a la que se puede superponer también una estructura radial. Fueron comunes en los ambientes marinos poco profundos del Jurásico Medio, y en esa edad los podemos encontrar de forma extensa en cordilleras alpinas, como la cordillera Bética, los Alpes o los Apeninos. La aparición de oolitos en algunas de las rocas que constituyen estas cordilleras, permite interpretar que en tiempos pasados, los medios sedimentarios en los que se formaron estuvieron sometidos a unas condiciones climáticas similares a las de las actuales Bahamas.

Figura 11. Fotografía de microscopio de las calizas oolíticas.

Figura 12. Fotografía de microscopio de las calizas de peloides. Las flechas marcan algunos lamelibranquios de concha muy fina.

Junto a los oolitos, aparecen también rocas constituidas por partículas

calcáreas redondeadas más pequeñas que los oolitos, a las que denominamos peloides

(Fig. 12). Se forman en los mismos ambientes sedimentarios que los oolitos, solo que a

una profundidad algo mayor. Muchos de ellos pudieron constituir los núcleos a partir

de los cuales se formaron los oolitos, por adición de capas de carbonato cálcico

alrededor del núcleo, como si fuera una bola de nieve que rueda por una pendiente. En

este caso el motor del movimiento de las partículas fue y es la agitación que las olas

ejercen sobre las partículas.

La menor energía del medio donde se depositaron las calizas de peloides

queda también corroborada por la frecuente presencia entre ellos de conchas muy

finas (Fig. 12 ) de un tipo de almejas denominadas lamelibranquios pelágicos. Es

decir, serían almejas de concha muy fina que vivían flotando en el agua marina, de

modo opuesto a las chirlas, o las coquinas (ambos también lamelibranquios), que

utilizamos a menudo en nuestra cocina y que viven enterradas en la arena. La fuerte

Geolodía 13. Parada 2

CalcitaCaCO3

DolomitaCaMg (CO )3 2

Mg Ca

Figura 14. Proceso de dolomitización: transformación de la calcita en dolomita por sustitución de átomos de Ca por Mg. El cristal de calcita es romboédrico, con unas dimensiones de 4,99 Å y 17.06 Å. El cristal de dolomita , también romboédrico, tiene unas dimensiones menores, 4.84 Å y 15.95 Å.

-10 1 Å equivale a 0,000 000 000 1 metros, es decir, 1 Å = 10 m.

Hacia la siguiente parada, se ve en la vertiente opuesta del barranco del río Cuadros, cómo la estratificación se dispone aproximadamente horizontal (Fig. 16), aunque a lo largo del trayecto que se ha realizado, los materiales mostraban una inclinación o buzamiento hacia el norte (véase el corte geológico de la figura 4).

10

Geolodía 13. Parada 3

Figura 13. Aspecto de una brecha dolomítica. Los cantos angulosos grises son de dolomías y están envueltos en calcita blanca.

agitación que ejercían las olas en los sedimentos oolíticos, no permitían que se

depositaran estas conchas tan finas que, por el contrario, es relativamente frecuente

encontrarlas asociadas a los sedimentos ricos en peloides.

Hacia materiales más antiguos, siguiendo el itinerario, veremos que

paulatinamente las calizas oolíticas y de peloides desaparecen, dando paso a una roca

que en afloramiento presenta un aspecto “ruinoso” y que, a escala de muestra de mano

adquiere la apariencia de una brecha, con cantos de tamaño centimétrico de un

material de color gris oscuro, envueltos por un material cristalino de color blanco

(Fig. 13). Los cantos de color gris oscuro están compuestos por un mineral que se

denomina dolomita, mientras que el material blanco está constituido por cristales de calcita. En conjunto, a esta roca se la llama brecha dolomítica y forma parte de un paquete de rocas denominadas dolomías.

Las dolomías se forman debido a un mecanismo que se llama dolomitización. Consiste en que una r o c a c a l i z a , c o n s t i t u i d a mayori tar iamente por calc i ta (carbonato cálcico, CaCO ) se 3

convierte total o parcialmente en dolomita (carbonato cálcico

magnésico, CaMg (CO ) (Fig. 14).3 2

La dolomitización suele implicar la pérdida de la estructura sedimentaria original de la roca y los fósiles que contiene, aunque ocasionalmente la alteración puede ser parcial, hablándose entonces de “fantasmas” de elementos texturales exclusivos de calizas. Como consecuencia del proceso de dolomitización, las rocas se

2+ 2+fracturan (Fig. 13), ya que el ión Mg es menos voluminoso que el Ca y los cristales de calcita transformados en dolomita son algo más pequeños (Fig. 14). Esto da lugar a un paisaje distinto al de las rocas calizas y que recibe el nombre de paisaje ruiniforme (Fig. 15). En las fracturas puede precipitar calcita a raíz de la pérdida de Ca que experimentan las calizas durante el proceso de dolomitización. El aspecto final de la dolomita es el de una roca, generalmente de color oscuro, con un entramado de venas calcíticas blancas muy característico (Fig. 13).

Figura 15. Paisaje ruiniforme característico de las dolomías.

PARADA 3.- Rocas rotas y disueltas

Cuando el agua de lluvia acidificada, debido a la disolución del dióxido de carbono (CO ) existente en la 2

atmósfera, entra en contacto con las dolomías, se produce la disolución de la dolomita (CO ) CaMg, que es el mineral 3 2

que constituye estas rocas. Esta disolución será más intensa si la roca presenta algún tipo de superficie de debilidad, como por ejemplo fracturas o planos de estratificación. El agua, con el tiempo (no olvidemos que nos referimos a Tiempo geológico) va agrandando, por disolución, los poros o las zonas de debilidad, de manera que se desarrolla una red de cavidades de tamaños muy diversos, que pueden tener conexión con la superficie por medio de entradas de cuevas, simas, o pequeñas oquedades (Fig. 17).

11

Geolodía 13. Parada 3

Falla

Bloque 1

Bloque 2

Estratificación

Estratificación

Figura 18. Abrigo desarrollado en las dolomías del Jurásico medio y a favor de una falla. Véase la diferente orientación de la estratificación en ambos bloques de la falla.

Figura 19. Brecha de falla.

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Cuando la fractura/falla es de pequeñas dimensiones y, por tanto, la formación de brecha de falla es también escasa , se desarrol lan cavidades superficiales mucho más pequeñas (Fig. 17), que pueden tener conexión con otras, internas a la roca. Todas estas morfologías de abrigos y cavidades, así como otras con formas de conos y pináculos (Fig. 15) son típicas de relieves kársticos, que

Hacia la parada 4 se ven de nuevo materiales que se pueden interpretar como terrazas fluviales, al igual que en el caso anterior, debidas a la actividad del río Cuadros. Un aspecto que debe destacarse es que en la actualidad, este río circula unos 30 m más abajo que la posición de las terrazas. Esto nos puede dar idea del proceso de encajamiento de este curso fluvial. Por datos obtenidos de la observación de otros afloramientos similares, dichas terrazas debieron de

Figura 16. Panorámica de la estratificación (E) aproximadamente horizontal en la vertiente opuesta del río Cuadros.

Figura 17. Cavidades de tamaño decimétrico desarrolladas en las dolomías del Jurásico Medio.

En la parada 3, se puede ver un abrigo de escala métrica (Fig. 18) que se ha desarrollado en relación con una falla (fractura con movimiento de los bloques generados) que afecta a las dolomías. Al moverse los bloques implicados en la falla, se produce una fricción entre ellos y, como consecuencia, la roca de las inmediaciones de la falla se tritura, dando lugar a una roca que se denomina brecha de falla (Fig. 19).

constituyen el modelado propio de los paisajes que se forman en las rocas carbonatadas. Estas formas superficiales constituyen el exokarst, que es el reflejo de un conjunto de formas interiores (cuevas, galerías, túneles,...) que se denominan endokarst.

formarse en relación con el último episodio interglaciar del Pleistoceno (parte más antigua del Cuaternario), que finalizó hace unos 112.000 años y que se denomina interglaciar Riss-Würm.

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E

14 15

Geolodía 13. Parada 3

Desde entonces, el río Cuadros ha erosionado los materiales por los que circula, encajándose en ellos, hasta alcanzar su posición actual. Si dividimos la diferencia de altura entre la terraza fluvial y la posición actual del río Cuadros, es decir, 30 m, por el número de años que hace que finalizó dicho período y, por tanto, la formación de esa terraza, obtenemos una magnitud aproximada del encajamiento de este río, que es de 0,27 m/año, o lo que es igual, de 270 mm/año. Teniendo en cuenta que las magnitudes frecuentes de los procesos geológicos son de pocos milímetros por año, el resultado obtenido es excepcionalmente alto. Esto nos habla de una intensa actividad erosiva de este río, que posiblemente esté favorecida también, por los procesos de levantamiento regional de la Cordillera Bética, como consecuencia del empuje de África desde el sur.

Otro aspecto que debe destacarse de camino hacia la siguiente parada es el contacto entre las dolomías del Jurásico Medio y unas calizas dispuestas en estratos delgados, denominadas calizas tableadas (Figs. 3, 4 y 5) y que constituyen la Fm. Baños, datada por medio de ammonites como parte alta del Jurásico Inferior. En esta parte del itinerario, esta formación se caracteriza por presentar un enorme espesor, posiblemente mayor a 200 m, aunque no se puede precisar más debido a que no se conoce la posición del muro (las calizas tableadas más antiguas) de esta formación.

En la ladera por donde se está haciendo el recorrido, es posible observar en perspectiva como la estratificación tiene un sentido de buzamiento hacia el sur, contrario al que se ha observado en el recorrido hecho hasta este punto, que ha sido hacia el norte (Fig. 20). La manera más sencilla de explicar este cambio de orientación en la estratificación es admitiendo que las rocas están plegadas, o lo que es lo mismo, que están formando un pliegue.

Figura 20. Panorámica donde se observa el cambio de orientación de la estratificación.

N

S

La plastilina o la cera cuando las calentamos ligeramente y las sometemos a una presión con nuestras manos se doblan, es decir, se deforman. Cuando cesamos de presionarlas, la forma que han adquirido la mantienen. Se dice que e s o s m a t e r i a l e s t i e n e n u n comportamiento plástico. De igual manera, las rocas, bajo determinadas condiciones de presión y de temperatura se pueden comportar de una manera plástica, se deforman dando una estructura que se denomina pliegue (Fig. 21A, B, C y D). Al cesar esos esfuerzos, la estructura se mantiene. En este tipo de estructuras, las rocas que están implicadas muestran buzamientos

Geolodía 13. Parada 4

Figura 21. A, B, C: proceso de formación de un pliegue. D: detalle de la estructura en la zona de charnela.

contrarios, de manera similar a lo que se acaba de observar en panorámica. Considerando el itinerario que se lleva realizado y lo que se observa en panorámica, se puede afirmar que el pliegue que se ha deducido es, cuando menos, de escala kilométrica.

También en panorámica, pero en la vertiente opuesta del barranco, se ven varios de pliegues, pero de una escala mucho menor al que acabamos de deducir (Fig. 22).

Figura 22. Vista panorámica de pliegues menores en la vertiente occidental del valle del río Cuadros. La presencia de estos pliegues denota la zona de mayor deformación del pliegue. E: estratificación.

PARADA 4.- En el núcleo del pliegue. ¿Cómo se arrugan las rocas?

Llegados a este punto de observación, vemos que las calizas tableadas del Jurásico Inferior se disponen en posición horizontal (Fig. 23), pero también están afectadas por fallas, que dan lugar a pequeñas curvaturas de los estratos que se denominan pliegues de arrastre (Fig. 23). Estos pliegues se generan como

respuesta de los estratos debido al movimiento relacionado con las fallas que los afectan.

El que estemos en contacto con los materiales más antiguos de la zona que visitamos, la disposición horizontal de la estratificación de ellos, la presencia de fallas de pequeña entidad que los afectan (Fig. 23) y los pliegues de pequeña escala que se observaron en panorámica (Fig. 22), nos están indicando que nos encontramos en la

E

Figura 23. Calizas tableadas horizontales y afectadas por fallas. Obsérvese la curvatura de las capas (pliegues de arrastre).

Falla

Falla

parte más interna del gran pliegue que reconstruimos de camino hacia este punto de observación, y que aparece representado en la figura 4. A esa zona más interna del pliegue, donde se encuentran los materiales más antiguos y donde la deformación de las rocas es mayor, se denomina núcleo del pliegue (Fig. 21).

Los pliegues son estructuras que suponen un acortamiento de la corteza terrestre (Fig. 21),

debido a la acción de fuerzas (esfuerzos en Geología) compresivas. Como consecuencia de esto, la deformación no se distribuye de manera uniforme a lo largo de una capa plegada, sino que tendrá zonas de más deformación (núcleo y zonas de charnela, Figs. 21 y 24) y otras donde ésta sea menor (flancos, Fig. 24).

Se pueden diferenciar dos grandes grupos de pliegues, los anticlinales y los sinclinales (Fig. 24). Los primeros son pliegues con flancos divergentes hacia el interior de la tierra y cuyo núcleo está constituido por los materiales más antiguos de los que constituyen el pliegue. Los sinclinales tienen en su núcleo los materiales más modernos y los flancos se disponen de forma convergente hacia el interior de la corteza terrestre. Independientemente del tipo de pliegues, en todos ellos se puede diferenciar un plano de simetría o axial y un eje (Fig. 24).

Figura 24. Esquema sencillo con los tipos simples de pliegues (anticlinal y sinclinal) y las partes de cada uno de ellos (charnela, flancos, eje y plano axial).

Anticlinal Sinclinal

Plano axial Eje

FlancoFlanco

Flancoarnh eC la

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Geolodía 13. Parada 4

A lo largo del itinerario hemos recorrido el flanco norte del pliegue, desde los materiales del Cretácico Inferior, que son los más modernos, hasta las calizas tableadas del Jurásico Inferior, que están en el núcleo y, por tanto, son los más antiguos. A partir del núcleo y siguiendo el itinerario hacia el sur, deberán de reconocerse los mismos materiales que en el flanco norte, pero ahora se irán observando desde los más antiguos hacia los más modernos, los del Cretácico Inferior (véase la figura 4), que ocuparán el núcleo de un sinclinal.

No obstante, hacia la parada 5 llama la atención que la potencia de las calizas tableadas del Jurásico Inferior es mucho menor que la observada en el recorrido realizado por el flanco norte del anticlinal. Por tanto, no se mantiene la simetría indicada anteriormente y mostrada en las figuras 21 y 24. ¿Cuál podrá ser la razón de esta contrariedad?

Calizas y dolomías delJurásico medio

Calizas tableadas delJurásico inferior

Figura 25. Aspecto de campo de la falla, posiblemente normal, que reduce el espesor de calizas tableadas del Jurásico Inferior en el flanco sur del pliegue.

Siguiendo el camino hacia el sur, se ve que en contacto con las calizas del Jurásico Inferior se encuentran las calizas y dolomías del Jurásico Medio (Fig. 25), pero entre ambos conjuntos de rocas hay un escarpe vertical. Ese escarpe será el reflejo de una falla que separa ambos tipos de rocas en este flanco del pliegue y que además corta a las calizas tableadas, reduciendo aparentemente su espesor (Figs. 4 y 26).

Aunque no se observan rasgos claros en el plano de falla, que coincidiría con el escarpe, datos de diferente procedencia permiten interpretar esa falla como normal (Figs. 4 y 26).

Figura 26. Ejemplo de cómo una falla puede reducir el espesor de materiales en un pliegue anticlinal. 1-Jurásico Inferior. 2- Jurásico Medio. 3- Jurásico Superior. 4- Cretácico Inferior.

Geolodía 13. Parada 5

18 19

PARADA 5.- ¿Cómo se ven las fallas muy antiguas?

De camino hacia este último punto de observación, hemos podido ver de nuevo los materiales del Jurásico, aunque con particularidades, como la falla mostrada en la figura 25. En este último punto tenemos otra vez el contacto entre las calcarenitas y brechas del Jurásico Superior y los materiales del Cretácico Inferior, que ahora no son las ritmitas que veíamos al comienzo del itinerario. Además, el contacto entre ambos tipos de materiales también es distinto del observado inicialmente (compárense las figuras 6 y 27).

Jurásico Superior

EE

Cretácico Inferior

PaleofallaFigura 27. Contacto Jurásico - Cretácico enel flanco sur del anticlinal. E: estratificación.

En este punto, el techo de los materiales del Jurásico Superior tiene una forma escalonada (Fig. 27) que es oblícua a la estratificación, a la que corta. Además, en ella se pueden observar numerosas perforaciones que son similares a las que en las costas actuales originan organismos similares a los litófagos (literalmente, organismos comedores de roca). Esa superficie escalonada, que corta a la estratificación de los materiales del Jurásico Superior, se ha interpretado como una paleofalla, o lo que es igual, una falla muy antigua, que afectó a las turbiditas de esa edad. Si nos fijamos en la forma que presentan los estratos del Cretácico Inferior, veremos que no se trata de superficies más o menos planas y paralelas, sino de superficies con morfologías curvas, que se adaptan a la geometría de la paleofalla, acuñándose hacia ella (Figs. 27, 28 y 29A). Además, estos materiales están compuestos por cantos más o menos esféricos, englobados en un material mucho más fino (matriz) de igual naturaleza que ellos; a estos materiales se les denomina calizas nodulosas. La relación angular que hay entre la estratificación del Jurásico Superior y las calizas nodulosas del Cretácico Inferior se llama discordancia. Lateralmente, las calizas nodulosas pasan a disponerse paralelamente a la estratificación de las turbiditas, teniendo entonces una relación de concordancia (Fig. 29A).

Sobre las calizas nodulosas se disponen unas margas en las que hay embedidos cantos de tamaño métrico de turbiditas fundamentalmente, pero también de unas calizas margosas similares a las nodulosas. Esos cantos proceden de la erosión de los materiales del Jurásico Superior y de las calizas nodulosas del Cretácico Inferior

Figura 28. Materiales del Cretácico Inferior (parte terminal) discordantes sobre los margas con bloques de esa misma edad y los del Jurásico Superior. E: estratificación; D: superficie de discordancia; PF: paleofalla. cn: calizas nodulosas del Cretácico Inferior.

D

E

EPF

Cretácico Inferior(Brechas)

Cretácico Inferior(Margas con bloques)

JurásicoSuperior

cn

Figura 29. Evolución de la sedimentación durante el Cretácico Inferior sobre paleofallas que afectan a los materiales del Jurásico Superior.

respect ivamente (Fig. 29B). Se depositaron en un medio donde se estaba sedimentando las margas que los rodean. Finalmente, sobre todos los materiales anteriores hay un nivel de brechas muy potente, que también son del Cretácico Inferior (Fig. 28), y se disponen discordantes sobre todos los materiales anteriores (Fig. 29C). Esas brechas están formadas por cantos angulosos de iguales características a las de los materiales anteriores. Como en las margas con cantos, los clastos que forman estas brechas tienen su origen a partir de la erosión de los materiales anteriores, tanto los del Jurásico Superior como los del Cretácico Inferior. El hecho de que sean clastos angulosos se debe a que al erosionarse ya estaban completamente endurecidos todos los materiales y, además, la distancia de transporte fue muy corta. La ausencia de matriz indica que estas brechas se depositaron de manera brusca como un gran cuerpo que arrasó, erosionó, todo lo que encontraba a su paso. Su origen pudo estar relacionado con la actuación de la paleofalla.